(Texto modificado de Alves, 2011)
No estudo de margens passivas, os modelos mais recentes apresentam uma complexidade que não era estudada há alguns anos atrás. São modelos multifásicos, que apresentam estruturas geradas pela oceanização, mas não geram subitamente uma crosta oceânica. As novas descobertas acerca da transição continente-oceano tornam obsoleta aquela imagem de uma transição abrupta e simples da crosta continental para a crosta oceânica (Cannat et al., 2009).
Uma grande fonte de informação para a criação dos novos modelos de margens são as expedições oriundas do International Ocean Drilling Program (DSDP, ODP, IODP). Elas foram responsáveis por trazer uma gama de informações provenientes de dados de rocha e geofísicos coletados ao redor do mundo, e embasam a nova visão sobre as margens continentais.
A mudança na visão clássica
Em geral, os modelos de margem continental passiva mais divulgados pelos cursos de geologia são os de McKenzie (1978) e Wernicke (1985), ilustrados na Figura 1. No modelo de rifteamento pure shear de McKenzie (1978), a margem é deformada uniformemente pela atuação de falhas normais, com bacias limitadas por falhas normais simétricas cobrindo a crosta continental estirada. Já Wernicke (1985) traz o modelo simple shear, onde o sistema de rifteamento atuante é assimétrico e controlado por uma extensa falha de descolamento que corta toda a litosfera.
Figura 1 - Breakup continental representado pelos modelos de pure shear de McKenzie (acima) e de simple shear de Wernicke (abaixo). Fonte: http://www.geosci.usyd.edu.au/users/prey/Teaching/Geos-3003/Lectures/geos3003_Continent_BreakupSld9.html
No entanto, estes modelos isoladamente não explicam a geração de todas as feições estruturais, petrográficas e estratigráficas encontradas no limite crustal continental e na região de transição para a crosta oceânica. Veja as principais feições aqui.
Na visão clássica, a ruptura continental e o aparecimento da crosta oceânica no processo de quebra da margem compõem um evento isolado, quase instantâneo no tempo geológico. Se o processo ocorresse desta forma, ele criaria uma justaposição bem localizada das crostas oceânica e continental. Na geofísica regional, este contato estaria bem definido e configurado por uma anomalia magnética característica do início do espalhamento oceânico (Péron-Pinvidic et al., 2007). Na prática, esta assinatura não é sempre observada, dada a real complexidade da região de transição continente-oceano.
Com a evolução dos estudos desenvolvidos em margens passivas, a ruptura continental passou a ser vista como um processo de alta complexidade estrutural, que deve contemplar várias etapas de rifteamento. E ainda, o processo de formação da margem e suas geometrias deverão variar de acordo com a história de formação do continente que está sendo rompido.
A influência direta de alguns fatores como a espessura continental antes da abertura, a velocidade de abertura e a composição do manto litosférico podem resultar em uma abertura com extremo afinamento crustal e exposição superficial de rochas peridotíticas mantélicas (Péron-Pinvidic et al., 2007; Boillot et al., 1980; Boillot et al., 1985). Isto gera uma região transicional complexa entre a margem continental proximal e a crosta oceânica bem desenvolvida (Figura 2).
Figura 2 – Evolução do modelo para margens passivas do tipo magma-poor. Em "a", o modelo clássico, com contato abrupto entre corta continental e crosta oceânica. Em "b", uma transição continente-oceano complexa, incluindo exumação mantélica, blocos alóctones, e top-basement faults. Figura extraída de Peron-Pinvidic et al. (2009).
========================================
Referencias aqui
Comentários
Postar um comentário